測量多少點物理場

❶ 基本物理量、場方程及測量單位

根據經典電磁學，描述磁場的基本物理量是磁通量密度（B）、磁場強度（H）、磁極化強度（J）和磁化強度（M）。磁通量密度又稱為磁感應強度，是表徵磁場特徵的基本物理量，其定義由Biot-Saval定律給出，代表單位面積中的磁通量或單位電流元在磁場當中所受到的力。磁場強度是一個由磁通量密度導出的物理量，即

岩石物理學基礎

式中：μ₀為真空或空氣中的磁導率，其數值為μ₀=4π×10^-7H/m（亨利/米），

J=μ₀M （4-1-2）

其中，磁化強度M代表單位體積內的磁偶極矩。在各向同性的條件下，

M=χ^（m）H （4-1-3）

因此，

B=μ₀μ_rH=μ₀（1+χ^（m））H （4-1-4）

式中：χ^（m）和μ_r=1+χ^（m）均是無量綱的物理量；χ^（m）為磁化率；μ_r為相對磁導率。

在各向異性條件下，磁化強度矢量M和磁場強度矢量H的方向不一致，磁化率變為二階張量（矩陣），即

岩石物理學基礎

從而，

岩石物理學基礎

式中：U為二階單位張量；μ_r為相對磁導率張量。

類似地，在各向異性條件下，磁化強度和磁場強度之間的數學關系變為

岩石物理學基礎

這說明，在各向異性條件下，磁通量密度和磁化強度的每一個分量都是磁場強度各分量的線性組合。

磁化率是刻畫物質磁性的基本物理量。因此，對物質磁性的研究主要是研究其磁化率。由公式（4-1-5）可知，磁率張量χ^（m）中共含有9個分量。由於能量守恆定律，χ^（m）中的交叉項相等，即

。因此，磁化率在各向異性的條件下是一個對稱的二階張量。

在國際單位制（SI）中，磁通量密度和磁極化強度的單位是Tesla（特斯拉，T），即

1T=1V·s/m² （4-1-8）

磁場強度和磁化強度的單位是A/m（安培/米）。在實際工作中，Tesla顯得太大，因此一般取其1/10⁹，稱為Nano-Tesla（納特，nT）。

國際單位制（SI）是目前磁學單位的標准。在歷史上，在磁學和電學中曾出現過厘米克秒靜電單位制（簡稱為 CGSE 單位制或 esu 單位制），厘米克秒絕對電磁單位制（簡稱為CGSM單位制或emu單位制），絕對高斯單位制（esu和emu的混合單位制）以及實用單位制（也稱為MKSA單位制）。

在過去的地球物理圖書或資料中，磁場的單位採用的是電磁單位制。在這個單位制中，磁場強度和磁化強度的單位是奧斯特（Oe），磁通量密度和磁極化強度的單位是高斯（Gs）或伽馬（γ）。電磁單位制與國際單位制的換算關系是：1Gs

10^-4T，1（γ）

1 nT，1 Oe

79.6A/m。在電磁單位制中的磁化率是國際單位制中的磁化率除以4π。

❷ 地球物理場定義

geophysical field——地球物理場指具有一定地球物理效應的區域或空間，如地球內外存在的重力場、地磁場、地電場、地熱場、地應力場等。
它是地球物理學觀測和研究的主要對象。地球物理場的空間分布和顯示特徵各異，不同地區的地球物理場顯示的特徵截然不同。因此，研究地球物理場不但可以探討地球內部的組成，還可以探討地球內部物質的特性；同時對地球的起源及演化、地震成因等基本理論問題的研究也有重大意義。此外對深部礦產資源探測及地震預報也起著日益重要的作用。

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❸ 什麼是場，物理和數學上如何定義場

場在數學上是指一個向量到另一個向量或數的映射。

物理上場指物體在空間中的分布情況。場是用空間位置函數來表徵的。

場的一個重要屬性是它佔有一個空間，它把物理狀態作為空間和時間的函數來描述。而且，在此空間區域中，除了有限個點或某些表面外，場函數是處處連續的。若物理狀態與時間無關，則為靜態場，反之，則為動態場或時變場。

場的性質：

場的物理性質可以用一些定義在全空間的量描述，例如電磁場的性質可以用電場強度和磁場強度或用一個三維矢量勢A(X,t)和一個標量勢(X,t)描述。這些場量是空間坐標和時間的函數,它們隨時間的變化描述場的運動。

②標量場。

標量場是由一個向量對應一個標量的函數。如溫度場、密度場、濃度場等。

❹ 地球物理勘查綜合應用

地球物理勘查是盆地型地熱地質工作的重要手段。地球物理勘查的主要任務是初步查明:①地熱異常區范圍和地層結構;②基底起伏及隱伏斷裂的空間展布;③確定熱儲的空間分布特徵及勘探靶區、深度等。地球物理勘查的手段就是通過不同的物探方法對一個地區進行平面測量和垂向測量。平面測量一般測的是天然物理場,如重力、磁法、電法等。它一般要在地面上建立多個觀測點,每一個觀測點上只接收一個穩定的場值。一條線上的觀測值組成剖面曲線,由多條平行的剖面可以組成平面數據來刻畫地質體平面特徵。垂向測量如人工地震、電法、面波測深等,一般要建立一個變化的人工場(也有天然場)在原地布一個接收系統來了解地下不同深度的物理量,即得到一條垂向剖面。選擇平面測量和垂向測方法的前提是要考慮目的層與其他層的物性差異,這個差異要足夠大,能反映到物理場中,被儀器觀測到。常用的地球物理勘查方法及主要目的如下:

航衛片解譯:航衛片的解譯可以判斷地熱勘查區地質構造基本輪廓及隱伏構造;可以顯示泉群和地熱溢出帶位置;地面水熱蝕變帶的分布。熱紅外解譯可判斷地表熱異常分布等。在勘查面積較大,已有地質資料較少地區,該方法可提供較多的地熱地質信息。

地溫測量:圈定地熱異常區,定性分析熱儲空間分布特徵。

重力法:確定基底起伏及斷裂構造的空間展布和斷裂規模,在有利條件下可探測淺部岩溶發育帶和孔隙型岩層分布。

磁法:確定火成岩體的分布,與火成岩有關的斷裂破碎帶及蝕變帶位置。

地震:是較精確的一種地球物理方法。能准確判定蓋層、風化層厚度,了解基岩起伏形態以及斷裂構造展布特徵、產狀。測試地層波速為追索構造破壞程度、熱儲層段劃分提供信息。

可控源音頻大地電磁測深:判定地層富水情況。

由於地球物理勘查工作是間接探測方法,信息解譯有多解性。開展工作時應設計出合理的方法組合,盡量用較小的投入獲取較多的地熱地質信息,以便去粗取精,去偽存真。最常見的組合方式為:先在較大范圍內採用重力、氡氣測量,初步圈定構造斷裂的位置和規模(斷裂帶寬度),再有針對性的布置部分人工地震探測剖面,以便較准確判定斷裂展布、產狀和地層結構(重力也可),然後選擇布井有利部位,開展少量大地電磁測深判定富水情況。

華北地區地熱資源地球物理勘查主要方法組合見表3-6。

表3-6 華北地區地熱資源勘查主要綜合物探方法組合

關於深度問題,由於沉積盆地是在大地構造作用過程中形成和發展的,因此,地球物理勘查不應只考慮沉積蓋層,還需了解地殼的底界-莫霍面,乃至整個岩石圈的資料。利用布格重力異常可以求出莫霍面深度的起伏變化,利用磁異常可以得到居裡面埋深,利用大陸深反射地震(COCOP)可詳細研究深部界面,包括莫霍面。這種勘查往往是進行區域地熱形成機理研究需要的基礎資料。

❺ 根據測繪所獲得的等位線和電場線的分布,分析哪些地方場強較強哪些地方場強較弱

因為U=E*d,就是說,電場強度等於電勢的變化率,所以在電場線方向等位線(等勢線)越密集,電場強度越大!

❻ 地球物理勘探的地球物理場

各種地球物理方法在地表或地表附近測量的各種物理現象的信息可以統稱為地球物理場的信息。地球物理場可分為天然存在的地球物理場和人工激發的地球物理場。地球的重力場、地磁場、地電場、地溫場、核物理場是天然存在的地球物理場；由人工爆炸產生彈性波在地下傳播的彈性波場、向地下供電在地下產生的局部電場、 向地下發射電磁波激發出的電磁場等，屬於人工的激發的地球物理場。地球物理場還可分為正常場和異常場。
異常場
是由勘探對象所引起的局部地球物理場，例如賦存在地下的磁鐵礦體或磁性岩體產生的磁場，這部分磁場迭加在它的圍岩和地球其它部分產生的磁場之中，在研究觀測得來的磁場時，就要區分或提取出磁異常場； 又如鉻鐵礦的密度比圍岩的密度大，鹽丘岩體的密度比圍岩的密度小，這兩種情況分別會引起重力場局部增強或減弱的異常現象。地球物理勘探正是根據對正常場和異常場的分布特徵進行地質解釋和推斷的。
人工激發的地球物理場
如爆炸產生的彈性波場，彈性波在岩層中傳播遇到不同密度的分界面時會發生反射、折射和能量衰減等現象，根據彈性波返回到地面的時間來研究其傳播速度、岩層厚度和產狀等問題。人工場源的優點是場源的參數為已知，便於控制，分辨力較高，能夠取得較好的地質效果，但費用較大。

❼ 現代大地測量學有哪些主要特點

1.從多維式大地測量發展到整體三維大地測量。傳統大地測量技術主要是採用光學儀器為基礎進行地面的距離，角度，高度和重力等多種測量，然後根據這些觀測數據簡介方式確定地面點的水平位置和高程，也可能此只能認為將高程和平面坐標十位互補聯系的元素分別測定。現在可以有空間大地測量直接測定相對於地球之心的三維絕對位置。
2.靜態大地測量發展到動態大地測量。傳統。地測量沒有能力監測地球表面位置及地球重力場元素的動態變化，只能測出靜態剛性地球假設下的地面點坐標和地球重力值，並將這些數值視為常
量。現代的大地測量技術可以測到非剛性(彈性，流變性等)地球表面點及重力場元素隨時間變化。這種動態大地測量也可稱為包含時間相依量的四維大地測量。
3.從在幾何空間描述地球發展到物理— 幾何空間描述地球。傳統大地測量的科學和工程技術任務測定地球橢球的幾何參數(長半軸、扁率) 和地球橢球在地球體內的定位，再以此為依據測定地面點的坐標，這些傳統大地測量所測定出來的參數都是在幾何空間中描述地球。即使物理大地測量中的地球重力場參數也是為了將物理空間(即地球重力場中) 的大地測量觀測值歸算到幾何空間中(即參考
橢球面_L的坐標)。而現代大地測量則不僅可以測定地球重力場，而且還可以監測研究非剛性旋轉地球的各種動態變化，如地球的極移、自轉速度、板塊運動、斷層蠕變等等地球物理參數，這些參數都是在物理— 幾何空間中描述地球。
4.從局部參考坐標系中的地區性(相對) 大地測。發展到統一地心坐標系中的全球性(絕對) 大地測
量。傳統大地測量由於受到觀測儀器等的限制，只能以地面兩點間可通視為條件進行相對定位測量，不可能進行跨越海洋的洲際間的全球大地測量，因此傳統大地測量工作只能局限在一個國家或一個地區建立地區性的局部大地測量坐標系統，地面點的坐標〔包括高程) 是相對這樣的地區坐標系的。各個國家或地區所建立的各自的局部大地參考系，彼此問一般是互不聯系的。而現代大地測量由於空間尺度的擴大，有可能建立全球統一的地心坐標系，並將全球各個局部大地參考系納人到這個全球統一的參考系中，測定地面點在其中的絕對坐標。
5.地球表面的大地測量發展到地球內部物質結構的大地測量反演。從赫爾默特的大地測量定義開始，傳統的大地測量都只限於在地球表面進行位置和地球外部重力場的測定，是研究地球表面的學
科。現代大地測量中以空間大地測量為標志的大地形變測量技術不論在測量的空間尺度上還是精度水平都已經有能力監測地球動力學過程產生的運動狀態和物理場的微變化，如板塊運動、地殼形變、活動構造帶的應力場以及重力場變化，極移細節、自轉速度變化和海平變化等等，通過研究這些動力學現象去了解地球內部構造及其動力學過程。

❽ 用電流場模擬靜電場時，實際實驗中需要測量哪些物理量

用電流場模擬靜電場時，實際要測量的物理量是兩點之間的電勢差。

❾ 大學物理靜電場的測量方法及依據是什麼

依據是庫倫定律,F＝kq1q2/(r*r),
方法是在電場當中放置一個檢驗電荷,一般為正電荷,測量該電荷的受力大小和方向,則該點的電場的方向就是受力方向,電場大小為受力大小除以檢驗電量

❿ 重力數據整理

本工區重力數據整理包括高度改正、中間層改正、地形改正和正常場改正。

(一)布格改正及精度

高度改正採用如下公式:

Δg_h=0.3086(1+0.0007cos2φ){h}_m－7.2×10^－7{h²}_m(單位:10^－5m/s²)

式中:φ為測點的緯度;h為測點海拔高程，高程數據由測地測量工作提供。

中間層改正按下式計算:

Δg_σ=－0.0419{σ}_g/cm3{h}_m(單位:10^－5m/s²)

式中:σ為中間層密度，選σ=2.67g/cm³。

布格改正誤差(不考慮中間層密度誤差)用下式計算:

東北地球物理場與地殼演化

式中:ε_h為測點高程均方誤差(由測量提供，2005年ε_h=0.25m，2006年ε_h=0.29m)經計算:2005年ε_b=±0.049×10^－5m/s²，2006年ε_b=±0.044×10^－5m/s²。

(二)正常場改正及精度

正常場的計算採用1901～1909年赫爾默特正常重力公式:

g_φ=978030(1+0.005302sin²φ－0.000007sin²2φ)(單位:10^－5m/s²)式中:φ為測點緯度。

正常場校正的誤差，包含有緯度測量誤差和南北向距離的測量誤差。由於緯度測量精度很高，故此項校正誤差主要來源於緯向距離D的誤差，因此正常場改正採用下式進行:

ε_φ=±0.814sin2φ·ε_D

式中:φ為測點平均緯度;ε_D為測點縱坐標均方誤差(單位:km)。

取測點平均緯度為46.3°，ε_D為±0.003km(由測量提供)，經計算ε_φ=±0.002×10^－5m/s²。

(三)地形改正

由於本工區剖面長度長，而且包含部分山區，地形起伏也較大，因此必須進行地改工作，地形改正採用三部分進行。

0～50m地形改正以錐形公式為基礎由重力測量工作人員目估獲得，公式為:

東北地球物理場與地殼演化

式中:n=4，α為地形坡度。

50～1000m地改由本單位工作人員計算完成，採用如下扇形地改公式:

東北地球物理場與地殼演化

1000m以外地改委託西安物探公司計算。

0～50m地改目估精度為ε_T1=±0.10×10^－5m/s²;50～1000m地改精度2005年為ε_T2=±0.045×10^－5m/s²，2006年為ε_T2=±0.047×10^－5m/s²;1000m以外遠區地改精度(西安物探公司提供):1～20km為ε_T3=±0.119×10^－5m/s²，20～166.7km為ε_T4=0.089×10^－5m/s²。

地改總精度公式:

2005年為0.180×10^－5m/s²，2006年為0.184×10^－5m/s²。

(四)布格重力異常值的計算

布格重力異常值採用下式計算

Δg=g_k+Δg_h+Δg_σ+Δg_T－g_φ

式中:g_k為測點絕對重力值;Δg_h為高度改正值;Δg_σ為中間層改正值;Δg_T為地形改正值;g_φ為正常重力值(單位:10^－5m/s²)。